R O C Z N I K P O L S K I E G O T O W A R Z Y S T W A G E O L O G I C Z N E G O A N N A L E S D E L A S O C I E T Y G f i O L O G I Q U E D E P O L O G N E
T o m (V o lu m e ) X X X V II — 1967 Z e s z y t (F a s c ic u le ) 3 K r a k ó w 1967
JO ZEF OBERC
ROZRZUT B-LINEACJI W KRYSTALINIKU IZERSKIM
(5 fig.)
D ispersion of B -lineation in th e Izera M ts C rysta llin e M assif
(Sudetes Mts.)
(5 Figs.)
T r e ś ć . W p racy o m ó w io n o z ja w isk a p r z eb u d o w y stru k tu ry sta r o a ssy n ty jsk ie j sk ła d a ją cej się z leż ą c y c h fa łd ó w o kieru n k u N W -S E w cza sie r u c h ó w m ło d o a ssy n - ty jsk ic h , w k tórych d o m in o w a ł n a c isk sk ie r o w a n y ku p o łu d n io w i. N a sk rzy d ła ch o d w ró c o n y c h n ow o p o w sta ły c h r ó w n o le ż n ik o w y c h stru k tu r fa łd o w y c h B 1va sta r o a s- s y n ty js k a lin e a c ja B eA doznała re o rie n ta c ji u sta w ia ją c s ię w k ieru n k u S W -N E . N a sk rzy d ła ch n o rm a ln y ch ty ch jed n o ste k doszło je d y n ie do zestro m ien ia B -lin e a c ji i z w ią za n ej z tym z ja w isk ie m słab ej reo rien ta cji w p oziom ie. N a tej za sad zie w y d zielono około 20 fa łd ó w . Trzy z n a n e p asm a łu p k o w e, p rzeb iegające r ó w n o le ż n ik o w o w śród g n e jsó w i g r a n itó w p rze d w a r y sc y jsk ic h , p o w sta ły p r a w d o p o d o b n ie przez m ło d o a s s y n ty js k ie p r z e fa łd o w a n ie jed n eg o olb rzym ieg o n ie zgra n ity zo w a n eg o r elik tu w śró d g n ejsów . G ranit ru m b u rsk i i leu k o g r a n it izersk i są au to ch to n iczn e i p o w sta ły przez re k r y sta liz a c ję g łó w n ie g n e jsó w bezpośred nio po ru c h a c h m ło d o a ssy n ty jsk ic h i g r a n ity z a c ję sk a ł serii su p ra k ru sta ln ej. W y stę p u ją c e w nich e n k la w y te k to n itó w m a ją zorien tow an ą fo lia c ję i B -lin e a c ję a n a lo g ic z n ie jak w m ie jsc a c h w y s tę p o w a n ia w ię k s z y c h m as ty c h skał.
Krystalinik izerski położony jest w Sudetach zachodnich. Od południa ogranicza go wychodnia waryscyjskiego granitu karkonosko-izerskiego, od północy staropaleozoiczne serie Gór Kaczawskich. Na zachodnim od
cinku północną jego granicę stanowią szarogłazy łużyckie w ieku eokam- bryjskiego.
Wśród skał bloku izerskiego przeważają gnejsy zwane izerskimi i gra
nity rumburskie oraz leukogranit. Seria łupków łyszczykowych z podrzęd
nym i wtrąceniam i kwarcytów, wapieni i am fibolitów jest reprezentowana skąpo przez trzy wąskie pasma o przebiegu równoleżnikowym: południowe pasmo Szklarskiej Poręby, środkowe najdłuższe i najszersze Starej Ka
m ienicy z wkładką gnejsów na odcinku zachodnim i północne pasmo Złotnik Lubańskich.
Dla interpretacji budowy geologicznej krystaliniku izerskiego i jego historii ważne jest zagadnienie genezy gnejsów. Do roku 1958 (J. O b e r c, 1958, str. 389) powsizechny był pogląd, że pow stały one z granitów rum- burskich przez kaledońską deformację tych skał. Łupki w tym ujęciu m iały stanowić, jak przyjmowano, fragm enty osłony granitu pochodze
nia magmowego. Autor w cytow anej pracy i pracach późniejszych w ysu
nął nową koncepcję powstania gnejsów na drodze granityzacji serii łupkowej. Podobny pogląd w ypowiedziała później M. K o z ł o w s k a - - K o c h (1960, str. 190) w odniesieniu do części gnejsów izerskich. Granit
rumburski tworzący zarówno znacznej w ielkości ciała, jak i drobne nie
regularne wtrącenia głów nie wśród gnejsów jest, zdaniem autora, skałą najmłodszą powstałą przez homogenizację, głów nie przez rekrystalizację (częściowo przez pegm atytyzację) gnejsów izerskich, a także innych skał należących do serii łupkowej: łupków łyszczykowych, łupków chloryto- w ych i amfibolitów (J. O b e r c , 1961, str. 148). Podobnie wtórną genezę ma leukogranit izerski. K. S m u l i k o w s k i (in H. T e i s s e y r e , K. S m u l i k o w s k i , J. O b e r c , 1957, str. 249, 250) w ysunął tezę, że skała ta utworzyła się z gnejsów izerskich pod w pływ em roztworów za
wierających sód, bor i fluor. Badania autora potwierdzają pogląd o w tór
nej genezie leukogranitu, z tym że zjawisko przechodzenia części gnejsów (a może i skał serii łupkowych) w leukogranit jest związane z rekrystali
zacją lokalnie wielokrotną, a w odniesieniu do najgrubiej uziarnionych leukogranitów również z pegmatytyzacją.
Zagadnienie granitów przedwaryscyjskich w krystaliniku izerskim jest, jak widać kluczowe, nie tylko dla problemu petrogenezy skał, ale i dla określenia w zględnego w ieku zjaw isk tektonicznych.
Skały krystaliniku izerskiego są w ieku przedkambryjskiego i należą do gałęzi orlicko-izerskiej orogenu staro assyntyjskiego (J. O b e r c , 1966a, str. 63). Najmłodsze skały tego krystaliniku, tj. granity przedw aryscyj- skie pow stały nieco później — po ustaniu ruchów m łodoassyntyjskich. Na górną granicę w ieku tych granitów rzuca św iatło znane od dawna w y stępowanie niebieskiego kwarcu pochodzącego z granitu rumburskiego w formie okruchów w skałach górnoordowickich dookoła bloku karkono- sko-izerskiego. W seriach tych w południowych Karkonoszach znalazł J. C h a l o u p s k y (1963, str. 152) otoczaki leukogranitu izerskiego zwa
nego przez tego autora granitem albitowym. W tym w ięc czasie skały ościenne granitów rumburskich i leukogranitów izerskich grubości kilku
nastu kilom etrów b y ły już zerodowane. (J. O b e r c , 1966a, str. 62).
P O W IE R Z C H N IE FOŁiIA CJI
Powierzchnie foliacji w krystalim iku izerskim są zawsze równoległe do pierwotnego warstwowania. Z diagramu (fig. 1, 4) wynika, że przebie
gają one NW-SE przy częstszych zapadach o składowej północnej niż południowej. K ąty zapadów są m ierne lub strome. W paśmie łupkowym Starej Kam ienicy na zachód od tej m iejscowości oraz w paśmie Złotnik Lubańskich i koło Leśnej układają się one równoleżnikowo jako w ynik nacisków południkowych w czasie ostatniego głów nego fałdowania.
W okolicy Bogatyni częste są kierunki południkowe i wschodnie zapady.
B - l i n e a c j a s t a r o a s s y n t y j s k a ( o g ó l n i e BeA)
B-lineacja związana z orogenezą staroassyntyjską jest różnorodnie w y kształcona i różnego w ieku w ramach tej orogenezy. Jest to lineacja ziarna, lineacja typu osi fałdów mezoskopowych. Najstarsza jest lineacja w łupkach łyszczykowych wykształcona jako linijne w yciągnięcie bądź linijne ułożenie łyszczyków, w amfibolitach linijne ułożenie amfiboli.
Określamy ją sym bolem B leA (J. O b e r c , 1966b, str. 88). W gnejsach, które, jak już w iem y, są produktem granityzacji głównie parakinem atycz- nej łupków, więc skałam i młodszym i od tych ostatnich najważniejszym typem lineacji jest elongaeja lub linijne ułożenie ziarn skalenia i agrega
tów kwarcowo-skaleniowych. Stosujem y dla nich symbol B 2eA (op. cit.,
7*
str. 89). W niektórych odmianach gnejsów, w których łyszczyki reliktow e są ułożone w zględnie w yciągnięte linijnie, w ystępuje lineacja reliktowa typu B leA. Natomiast fałdy mezoskopowe zarówno w gnejsach, jak i w se
rii łupkowej są trudne do w iekow ego odróżnienia od siebie. Podczas fał
dowania gnejsów tw orzyły się bowiem fałdy ciągnione m ezoskopowe za
równo w łupkach, jak i w gnejsach. Osie fałdów w obu typach skał okre
ślam y sym bolem BfeA (op. cit., str. 90). N iew ątpliw ie jednak część drob
nych fałdów m ezoskopowych w łupkach jest przedgranityzacyjna.
N
— 375 —
2 3 E 4 5
F ig. 1. D iagram fo lia c ji w k r y sta lin ik u izerskim . 1456 p om iarów . P ó łk u la górna:
1. 0— 1/2%; 2. 1/2— 1%; 3. 1— 2%; 4. 2— 3%; 5. 3— 4%; 6. 4— 5%; 7. 5— 6%; 8. > 6 % F ig. 1. D iagram of foliation in th e Izera Mts. c r y sta llin e m a ssif. 1456 m easu rem en ts.
P r o jectio n on th e upper hem i'sphere
W ym ienione typy lineacji w skałach izerskich są rów noległe do sie
bie, co zostało stwierdzone w gnejsach, gdzie różnorodne skały w ystępują obok siebie. Pow stały w ięc w czasie ruchów mających jeden plan budowy, a trwających przez długi czas geologiczny. Mają one zapewne charakter fazowy, czego nie udało się jeszcze niezbicie udowodnić.
System atyczne badanie orientacji przestrzennej B -lineacji zostało
zapoczątkowane przez autora (J. O b e r c, 1961). Dalsze badania autora oraz magistrantów Zakładu Geologii Dynamicznej a obecnie po przemia
nowaniu Katedry Geologii Fizycznej U niw ersytetu W rocławskiego nad tym zagadnieniem doprowadziły do uzyskania obrazu, który pozwala na szczegółową analizę i głębsze wnioski co do charakteru budowy krysta- liniku izerskiego. Fig. 2 przedstawiająca B -lineację staroassyntyjską (B leA, B2eA, BieA) w ykazuje w ielki rozrzut tych struktur Unijnych, co dowodzi daleko posuniętej przebudowy związanej w tym przypadku ze zmianami
\ 2
h , - • * '"'I--- Ą \ : : : r f I ' i i ' i i i
Fig. 2. D iag ram lin e a c ji В ел w k r y sta lin ik u izerskim . 1308 p om iarów , p ó łk u la dolna:
1. 0— 1/2%; 2. 1/2— 1%; 3. 1— 2%; 4. 2— 3%; 5. 3— 4%; 6. 4— 5%; 7. 5— 6%; 8. 6— 7%; 9. > 7%
F ig. 2'. D iagram of t h ą B eA lin e a tio n in Izera M ts. c r y sta llin e m assif.
1308 m ea su rem en ts. P r o jectio n on th e lo w e r h e m isp h e r e
kierunku nacisków w postaroassyntyjskiej orogenezie. Zjawiska tej prze
budowy b yły poruszane przez autora w jego w cześniejszych pracach (J. O b e r c, 1961, str. 157, 158; 19S5a, str. 301; 1965b, str. 82; 1966, str. 70, 71). Zjawiska te om awiał autor jedynie na podstawie przebiegu powierz
chni foliacji. Z diagramu fig. 2 w ynika wyraźnie, że B -lineacja staroas- syntyjska zapada w różnych kierunkach; NW, SE, NE, oraz SW (WSN) na ogół pod kątami średnimi, co jest godne uwagi.
— 377 «=
W tym zaw iłym obrazie uzupełnionym przez fig. 5 m ożem y zauważyć pew ne regularności, jeśli poszczególne kierunki zapadu lineacji ujm iem y w ich rozprzestrzenieniu geograficznym. Zauważamy tu szereg pasów równoleżnikowych, w których obrębie lineacja BeA układa się na zmianę w sposób charakterystyczny: w jednej grupie pasów zapady jej są skie
rowane ku NW, w drugiej panują zapady ku NE lub SW przy analogicz
nych — w obu typach pasów — północno-wschodnich lub południowo- -zachodnich zapadach powierzchni foliacji. Między tym i typow ym i kie
runkami zapadów istnieją kierunki przejściowe, co uwidoczniane jest w diagramie fig. 2 i 5. Również kierunki przejściowe spotykam y m iędzy zapadami lineacji ku NE, a rzadko na ogół zaznaczającymi się zapadami ku SE.
Pow yższe cechy budowy krystaliniku izerskiego oparte na strefowym przebiegu określonych kierunków zapadu lineacji B eA tłum aczy autor przebudową fałdów staroassyntyjskich w czasie ruchów m łodoassyntyj
skich. W starszej orogenezie powstała struktura leżących fałdów o kie
runku NW-SE i w ergencji SW (J. O b e r c , 1961, str. 158). W następnej m łodoassyntyjskiej orogenezie zm ienił się kierunek nacisków na połud
niow y (J. O b e r c , 1965a, str. 301). Powierzchnie foliacji przyjęły orien
tację dzisiejszą. Wobec tego na skrzydłach normalnych nowo powstałych fałdów B -lineacja utrzym ała poprzedni zasadniczy NW kierunek, lecz w związku ze strom ieniem powierzchni foliacji ma ona znacznie strom szy kąt zapadu skierowany ku NW. Na skrzydłach normalnych doszło w ięc głów nie do reorientacji pionowej (w płaszczyźnie pionowej) w m niejszym stopniu do reorientacji poziomej (w płaszczyźnie poziomej), aczkolwiek i taka miała m iejsce, zwłaszcza przy w tórnym lokalnie pionowym i rów
noleżnikowym ustawieniu .powierzchni foliacji. Północno-zachodnie kie
runki zapadu В-lineacji w ystępują też na skrzydłach odwróconych pod
rzędnych fałdów w obrębie skrzydła odwróconego fałdu nadrzędnego.
Na skrzydłach południowych fałdów umiarowych lub asym etrycznych (lub na odcinkach skrzydeł, na których fałdy mają te cechy) zapady B -lineacji skierowane są ku SE. Natomiast na skrzydłach od w rócon ych 1 nowo pow stałych fałdów zapady lineacji BeA są skierowane ku północne
mu wschodowi (fig. За, b ) 2. Na południowych skrzydłach w tórnych za- fałdowań skrzydła odwróconego fałdu nadrzędnego B -lineacja zapada ku południowemu zachodowi (fig. 3c). W schodnie kierunki zapadu tej lineacji pojawiają się w strefach przegubów antykiinalnych lub synklinalnych nowo powstałych fałdów. Natomiast zapady zachodnie n ależy zaliczyć do przegubów w tórnych fałdów obalonych w obrębie skrzydła odwróconego w iększej struktury fałdowej.
Schemat reorientacji lineacji BeA w czasie ruchów m łodoassyntyjskich przedstawia fig. 3. Osie powstałych nowych struktur m ożem y w ięc okre
1 P o ję c ie sk rzyd ła od w rócon ego n ow o p o w sta łeg o fa łd u m ło d o a s s y n ty js k ie - go BfyA n ie m oże b yć id e n ty fik o w a n e z serią odw róconą. W b u d o w ie p r z e b u d o w y w a n y c h fa łd ó w sta r o a ssy n ty jsk ic h o k ieru n k u SE — NW n ie w ą tp liw ie leż ą c y c h brały u d zia ł z a p ew n e zarów no serie norm aln e, jak i odwró-cone. I jedne, i drugie w e sz ły w sk ła d sk rzy d eł n orm aln ych i od w rócon ych now o p o w sta ły c h fa łd ó w . N a ty ch o sta tn ich s e rie norm aln e fa łd ó w starszych s ta ły się od w rócon y m i, o d w ró con e n o r m a ln y m i. D la teg o też autor m ó w i o skrzydłach, n ie o seriach od w ró con y ch fa łd ó w m ło d o a ssy n ty jsk ic h .
2 P rzy w y k o n y w a n iu r y s u n k ó w fig. За, b, с w sp ó łp r a c o w a ł m gr inż. J. S ła w o m ir Ż e m ł a . M iło m i złożyć m u na tym m iejscu w y r a z y po d zięk o w a n ia.
ślić sym bolem BfyA. Są to fałdy nałożone (superposed folds). Obecna orientacja lineacji BeA jest w ynikiem nacisków skierowanych skośnie do osi struktury staroassyntyjskiej w czasie fałdowania m łodoassyntyjskiego.
Naciski te doprowadziły do intensyw nej przebudowy starej struktury tektonicznej.
Reasumując to, co wyżej powiedziałem poszczególnym kierunkom
— 379 —
lineacji BeA przypisać należy określoną pozycję w budowie nowo powsta
łych makroskopowych struktur tektonicznych BiyA, i tak:
zapad ku NW (najczęstszy) — skrzydło normalne północne fałdów dużych lub południowe skrzydła od
wrócone w tórnych fałdów w obrębie skrzydła odwróconego w iększych fał
dów leżących,
— skrzydło odwrócone,
— skrzydło normalne południowe,
— skrzydło południowe fałdów w tórnych w obrębie skrzydła odwróconego.
N ietypow e i rzadko spotykane kierunki zapadu B-lineacji:
zapady ku E — położone są w strefach przegubów antyklinalnych i synklinalnych,
zapady ku W — przeguby wtórnych fałdów obalonych, na skrzydle odwróconym.
Przy zastosowanych w pracy kryteriach nie do uchw ycenia są istnie
jące zapewne złuskowania, w których na powierzchni brak jest kom plet
ny skrzydła odwróconego. Takich sytuacji należy oczekiwać tam, gdzie szerokie rozprzestrzenienie mają skrzydła normalne. Nie można też udowodnić złuskowań począwszy od m iejsc, gdzie na powierzchni zanikają skrzydła odwrócone fałdów.
Przyjmując powyższe regularności za punkt w yjścia m ożem y skon
struować mapę strukturalną budowy m łodoassyntyjskiej krystaliniku izerskiego opartą na orientacji i reorientacji lineacji B eA w czasie m łod
szych ruchów assyntyjskich. Konstrukcja tego rodzaju mapy jest więc kartowaniem tektonicznym opartym na strukturach mezoskopowych.
Powstała mapa ma charakter ciągle jeszcze przeglądowy. Przyczyną tego jest z jednej strony słabe odsłonięcie terenu, z drugiej zajmowanie znacznych terenów przez granit rumburski i leukogranit izerski oraz granodioryt zawidowski, w których obrębie m ateriału do skonstruowa
nia tej mapy dostarczają jedynie enklaw y szkieletow e tektonitów staroas-
F ig. 3. S c h e m a t reorien tacji lin e a c ji B eA w n ałożon ych fa łd a c h m a k ro sk o p o w y ch BfyA : ЗА — rzut p ion ow y fałd u . K ieru n ek zapadu lin e a c ji n a sk rzyd łach n o r m a l
n y c h około 340°, n a sk rzyd le o d w rócon ym około 20°. W str e fa ch p rz e g u b ó w a n ty - k lin a ln e g o i sy n k lin a ln e g o lin e a c ja zapada k u E; 3'B — rzut p io n o w y fałdu . K ie r u n ek zapadu na skrzydłach n o rm a ln y ch 290°, na sikrzydle o d w rócon ym 70°. W s tr e f a c h p rzeg u b ó w jak ЗА; 3C — rzut a k so m etry czn y fałdu . K ieru n ek zapadu lin e a c ji na sk rzy d ła ch n o rm a ln y ch około 310°. N a sk r z y d le o d w rócon ym w tó r n ie p o fa łd o w a n y m g en e r a ln y k ieru n ek lin e a c ji SW — NE. A — fa łd obalony, na sk r z y d le od
w r ó c o n y m zapad lin e a c ji ku N W (jak na sk r z y d le n o rm aln y m fa łd u nadrzędnego);
В — na sk r z y d le p o łu d n io w y m fałd u u m ia r o w eg o k ieru n ek zapadu lin e a c ji jest p o łu d n io w o -z a c h o d n i, na p ó łn o cn y m — p ó łn o c n o -w sc h o d n i. W str e fa ch p rzeg u b ó w a n ty k lin a ln e g o i sy n k lin a ln e g o fa łd u g łó w n eg o zapad lin e a c ji s k ier o w a n y jest ku E;
w strefach przegubu fałd u A — ku W (punk ty Aj)
F ig . 3. S ch em atic diagram o f reo rien tation of t h e B eA lin e a tio n in t h e su p erp o sed m acroscop ic folds B fyA : ЗА — v e r tica l p rojectio n of a fold. D irectio n of p itch o f lin e a tio n in n orm al w in g s c. 340°, in th e o v ertu rn ed lim b c. 20°. In th e h in g e zones of th e a n tic lin e and of th e s y n c lin e th e lin e a tio n p itch es east; 3B — v e r tic a l p ro jec tio n of a fold. D irection o f p itch of lin ea tio n in n orm al lim b s c. 290°, in th e o v ertu rn ed lim b 70°, in th e h in g e zones as in ЗА; 3C — a x o n o m etric p rojection of a fo ld . D irection of p itch of lin e a tio n in norm al lim bs c. 310°. In t h e overtu rn ed lim b w ith secon d ary folds t h e g en era l d irection of lin e a tio n is SW — NE. A — I n clin ed fold. In th e overtu rn ed lim b lin e a tio n p itch es tow ard s. NW , s im ila r ly as in th e norm al lim b of th e m ajor fold; В — S y m m e tr ic a l fold. In th e sou th ern lim b lin e a tio n p itch es so u th -w e s t, in th e northern lim b lin eation p itch es n o r th -e a st. In
th e h in g e zones of th e fold A lin ea tio n p itch es w e s t (Points A x)
zapad ku NĘ zapad ku SE zapad ku SW
syntyjskich. W przyszłości obraz ten będzie ulegał uzupełnianiu i zapewne m odyfikacjom przez zdobywanie now ych pomiarów głównie przy ro
botach ziemnych.
J e d n o s t k i t e k t o n i c z n e k r y s t a l i n i k u i z e r s k i e g o Dotychczas nie b yły znane istotne cechy tektoniki skał obszaru izer
skiego. Głównym kryterium podziału b y ły pasma łupkow e przebiegające wśród gnejsów i granitów. Poszczególne pasma i poszczególne obszary zbudowane z gnejsów i granitów (przedwaryscyjskich) b yły traktowane jako jednostki początkowo tektoniczne (J. O b e r c , 1961, str. 155— 157), a później już tylko geologiczne (J. O b e r c , 1965b, str. 82).
Obecnie najw ażniejszym kryterium dla odróżnienia jednostek tekto
nicznych jest kierunek ząpadu lineacji B eA, który został ustalony w czasie ruchów m łodoassyntyjskich.
Przy wergencji południowej now o powstałych licznych fałdów BfyA kom pletny fałd tego w ieku składa się ze skrzydła norm alnego północnego, gdzie lineacja BeA zapada ku NW i południowego odwróconego, gdzie odnośna lineacja zapada ku NE lub nawet E, a na skrzydłach południo
wych wtórnych fałdów w obrębie skrzydła odwróconego ku SW. Fałdy normalne lub asym etryczne BfyA odznaczają się południowo-wschodnim zapadem lineacji BeA w obrębie skrzydeł południowych.
Do tych reguł należą drobne m odyfikacje odcinka zachodniego struktu
ry izerskiej. Na południe od Bogatyni lineacja BeA na skrzydle norm alnym fałdu Jasnej Góry zapada ku N lub NNE. Zjawisko to związane jest z po
łudnikowym w przybliżeniu przebiegiem powierzchni foliacji bliżej do
tychczas nie wyjaśnionym .
Nomenklatura jednostek tektonicznych, które zostały w ydzielone w dalszym ciągu pracy i na fig. 5, została przyjęta od m iejscowości lub nazw obiektów topograficznych położonych na skrzydłach odwróconych fałdów lub w przypadku fałdów sym etrycznych ew entualnie asym etrycz
nych od miejscowości położonych w obrębie skrzydeł południowych czy w strefach przegubu antyklinalnego. Sym bole służące do oznaczania jed
nostek tektonicznych na fig. 5 zostały umieszczone w pobliżu śladów powierzchni nasunięć skierowanych ku południowi (zapadających ku północy) a ograniczających od południa poszczególne jednostki. Jednostki nie nasunięte mają sym bole um ieszczone w obrębie skrzydła odwróconego.
W ydzielone jednostki nie dają się prześledzić w całym swoim prze
biegu. Przyczyną tego jest brak odkrywek na znacznych niekiedy obsza
rach, szerokie na niektórych terenach rozprzestrzenienie granitu rum- burskiego, który powstając na drodze rekrystalizacji po ruchach m ło
doassyntyjskich powoduje zatarcie całych struktur fałdowych, w reszcie szerokie rozprzestrzenienie osadów młodszych. Poważną przeszkodą w prześledzeniu tektoniki krystaliniku izerskiego są luki w obserwacjach w okolicach Pobiednej, na północ od Rozdroża Izerskiego oraz na wschód i południowy wschód od Starej Kamienicy. Na zachód od Leśnej brak obserwacji z powodu zakrycia terenu i rozprzestrzenienia granodiorytu zawidowskiego. Konieczne więc było opracowanie oddzielnej nomenkla
tury jednostek po obu stronach w ym ienionych luk, zwłaszcza tam, gdzie niew ątpliw ie na ich przestrzeni zmienia się charakter budowy geologicz
nej. Granice jednostek m łodoassyntyjskich BfvA przebiegają równoleż
nikowo. Jak wynika z diagramu (fig. 1) przecinają one w zasadzie pod kątem powierzchnie foliacji zwłaszcza w gnejsach.
F ig. 4. M apa k ie r u n k ó w p ow ierzch n i fo lia c ji w g n ejsa ch i se r ii łu p k o w ej k r y sta lin ik u izersk ieg o : 1 — b a za lty i sk a ły a lk a liczn e trzeciorzęd u ; 2 — sk a ły k w a r cy - to w e R ozdroża Izersk ieg o — p roterozoik ; 3 — se r ia łu p k ó w ły szczy k o w y ch — p ro te- rozoik; 4 — o rien ta cja p o w ierzch n i fo lia c ji; 5 — p ó łn o cn o -w sch o d n ia g ra n ic a k r y sta lin ik u izersk ieg o ; 6 — g ran ica k ry sta lin ik u z k a rk o n o sk o -izersk ą in tru zją w a -
ry scy jsk ą g ran itów ; 7 — g ran ica p ań stw a
F ig. 4. M ap of d ire ctio n s o f fo lia tio n in g n eisses and sc h ists in th e Izera M ts.
c r y sta llin e m assif: 1 — T ertia ry b a sa lts and alk a lin e rock s; 2 — P ro terozoic q u a rt- zites o f R ozdroże Izersk ie; 3 — P rotero zo ic m ica sch ists; 4 — o rien tation of fo lia tio n p la n es, 5 — n o r th -e a st boundary o f th e Izera M ts. m a ssif; 6 — b ou n d ary o f th e Izera M ts., c r y sta llin e m a s sif and o f th e v a risca n g r a n ite of th e K ark on osze M ts.;
7 — sta te boundary
o GRYFÓW SL.
ZAWIDÓW
ITESN,
ZŁO TRIKI LUBX' LUBOMIERZ Ш Ш 0 т
iHMlELEŃ-' - PILCHOWICE MIRSK-
OSIEDLęCIN-Г
Т-7',..' / л
POBIEDNA1
•■^ST KAMIENICA
WIERADÓW ZDR 'JELENIA
* GÓRA
BOGATYNIA
6 SZKLARSKA PORĘBA
U w a g a : N ie w y d z ielo n e n a obszarze izersk im sk a ły to: g n ejsy (p roterozoik ), g ra n it ru m b u rsk i i leu k o g ra n it (eokam br). F a łd y m ło d o a ssy n ty jsk ie B !yA : 5 sk rzy d ła od w rócon e fa łd ó w ; 6 — sk rzy d ła n o rm a ln e fa łd ó w .
I n n e z n a k i : 7 — k ieru n ek i zapad B -lin e a c ji sta r o a ssy n ty jsk ie j B eA- 8 — g ra n ic e w a rstw , g ra n ice m ięd zy sk rzy d ła m i n o rm a ln y m i i o d w rócon ym i fa łd ó w BfyA\
9 — n a su n ięcia m ło d o a ssy n ty jsk ie, p ó łn o cn o -w sch o d n ia g ran ica k r y sta lin ik u iz er
sk iego; 10 — k o n ta k t in tru zy jn y gran itu k a rk o n o sk o -izersk ieg o ; 11 — k ier u n ek tran sp ortu tek to n iczn eg o p od czas fo rm o w a n ia s ię stru k tu ry m ło d o a ssy n ty jsk ie] na obszarze izersk im ; 12 — g ra n ic a p ań stw a.
U w a g a : G ranice gran itu ru m b u rsk ieg o i le u k o g ra n itu iz ersk ieg o r o zw ija ją cy ch s ię p rzez r e k ry sta liza cję g łó w n ie g n ejsó w iz ersk ich sk rzy d eł n o rm a ln y ch i od w ró con ych fa łd ó w B SyA n ie z o sta ły zazn aczon e.
S y m b o l e w a ż n i e j s z y c h f a ł d ó w B fyA: В — fa łd B a rcin k a ; D — D zia ło szyn a; Gj — G ajów ki; Gd — G od uszyna; J — J a sn ej G óry; JG — J e le n ie j G óry;
L —■ L eśn ej; M —• M irska; M K — M ałej K a m ien icy ; Mr — M roczk ow ic; O P — O leszn ej P o d g ó rsk iej; P — fa łd y P ilch o w ic; P t — fa łd P ia sto w a ; P Z — P e r ły Z a
chodu; R1 — stru ktu ra R ozdroża Izersk ieg o ; S — fa łd S ie d lę c in a ; S c — S w ie c ia ; W — W rześn icy; W K — W ysok iej K op y; Z — Z w a lisk a ; Z t — Z aton ia F ig. 5. T ecto n ic stru ctu re o f Izera M fc. m a ssif: 1 — N eo g en e b a sa lts and a lk a lin e rock s; 2 — v a risca n g ra n ite o f th e K a rk o n o sze M ts.; 3 — Q uartz rock s of R ozdroże Izersk ie; 4 ■— P roterozoic m ica sch ists;
R e m a r k : T h e P roterozoic g n e isse s and th e E ocam b rian R utnburk g r a n ite and th e le u c o g ra n ite are not mianked on th e m ap. L a te A ssynthiam fo ld s B f VA', 5 — n orm al lim b s; 6 — overtu rn ed lim b s.
O t h e r s y m b o l s : 7 — d irectio n and p itc h o f th e E a rly A ssy n th ia n B -lin e a - tio n B eA; 8 — b ou n d aries o f stra ta , b ou n d aries b etw een n o rm a l and o v ertu rn ed lim b s of th e B IyA fold s; 9 — L a te A ssy n th ia n o v erth ru sts, n o r th -e a ste r n b ou n d ary o f th e Izera M ts. m assif; 10 — in tr u siv e co n ta ct o f th e K a rk o n o sze M ts. gra n ite;
11 — d irectio n o f th e tecto n ic tra n sp o rt d u rin g th e fo rm a tio n of th e L a te A ssy n th ia n stru ctu re in th e Izera M ts. area; 12 — s ta te b ou n d ary.
R e m a r k : T h e bou n d aries o f th e R um burk g r a n ite and o f th e le u k o g r a n ite fo r m ed b y reer y sta lliz a tio n m a in ly o f th e Izera M ts. g n e isse s o f th e n o rm a l and o vertu rn ed lim b s of th e B i!jA fo ld s a re n o t m arked.
S y m b o l s d e n o t i n g t h e m a j o r B fyA f o l d s : В — B a ro in ek fo ld ; D — D zia ło szy n fold ; Gj — G ajów k a fo ld ; Gd — G oduszyn fold ; J — Jasn a G óra fold ; JG —• J e le n ia G óra fold ; M Miirsk fo ld ; M K — M ała k a m ien ica fo ld ; Mr — M ro c z k o w ic e ’ fold ; O P — O leszn a P o d g ó rsk a fo ld ; P — P ilc h o w ic e fo ld s; P t — P ia sto w o fo ld ; PZ — P erła Z achodu fold ; R I — R ozdroże Iz e r sk ie stru ctu re; S — S ie d lę c in fo ld ; Sc — S w ie c ie fo ld ; W — W rześn ica fold ; Z — Z w a lisk o fold ;
Zt — Z a to n ie fo ld
W północnej części obszaru w okolicy Gryfowa Śląskiego i Leśnej szerokie rozprzestrzenienie mają skrzydła normalne. Na obecność od
dzielnych fałdów wskazują jedynie odwrócone skrzydła w okolicy Olesz- nej Podgórskiej oraz wąskie silnie zredukowane skrzydło odwrócone fałdu na wschód od Leśnej (fałd Leśnej).
Na wschód od lin ii Rozdroże Izerskie — Stara Kamienica, a od tej m iejscowości dalej ku północy szerokie rozprzestrzenienie mają skrzydła normalne fałdów m łodoassyntyjskich. Podobnie ma się sprawa na za
chodzie, tj. w dalszej okolicy Bogatyni.
Skrzydła odwrócone fałdów BfyA mają w ielki zasięg w środkowej części obszaru między okolicami Swiecia, Chmielenia, Starej Kam ienicy
oraz między Pobledną a Rozdrożem Izerskim.
Fałd Św iecia jest pierwszą od północy strukturą o szerokim skrzydle odwróconym. W pozostałych fałdach tej strefy m iędzy Mirskiem a Starą Kamienicą przy dzisiejszym stanie odkrywek duży zasięg powierzchnio
w y mają skrzydła odwrócone. Są tu też fałdy nie złuskowane w obrębie skrzydła odwróconego (fałdy Gajówki i Mroczkowic) lub złuskowane jak fałd Mirska.
Drugim w ielkim obszarem rozprzestrzenienia skrzydła odwróconego jest zachodni odcinek W ysokiego Grzbietu. Jest to struktura tektoniczna Wysokiej Kopy. W jej obrębie pojawiają się liczne, lecz w ąskie równo
leżnikow e strefy skrzydeł normalnych zarówno w obrębie łupków pasa Starej Kam ienicy w okolicy Czerniawy, jak i leżącej ku południowi strefy gnejsow ej. Są to wtórne zafałdowania skrzydła odwróconego jednej dużej jednostki tektonicznej, których w yszczególnienie w tej pracy nie jest konieczne. Jednostka W ysokiej Kopy zanurza się ku SSE pod nasunięte skały kwarcytowe przebiegające wąską strefą przez Izerskie Garby, Roz
droże Izerskie, Piaskową Górę w kierunku Kopańca, do którego zdają się nie dochodzić. Skały kw arcytowe stanowią spągową partię jednostki na
suniętej ku północy, której w yższe partie obejm ują wschodni odcinek W ysokiego Grzbietu. Proponuję dla niej nazwę struktury Rozdroża Izer
skiego. W jej budowie skrzydła odwrócone tworzą jedynie wąskie pasy w fałdach Wrześnicy, Piastowa i Zwaliska, który reprezentowany jest przez pasmo łupkowe Szklarskiej Poręby.
Skały kwarcowe Rozdroża Izerskiego badali ostatnio J. M. S z a ł a- m a c h o w i e (1966). Autorzy ci doszli do wniosku, że pow stały one kosztem gnejsów po ich uprzedniej m ylonityzacji. Kwarc wypiera pozo
stałe składniki gnejsów, głów nie skaleń.
Nasunięcie Rozdroża Izerskiego powstało w końcowym etapie ruchów m łodoassyntyjskich, kiedy fałdy W ysokiego Grzbietu były już uformo
wane. Nasunięcie to ścina skośnie osie fałdów po obu jego stronach. Jest ono wyrazem stressu kom presyjnego działającego prostopadle do fał
dów BfyA.
Północno-wschodni odcinek struktury izerskiej składa się z łusek: Bar- cinka, P erły Zachodu i Jeleniej Góry, kilku łusek w okolicy Pilchowic, antyklinalnego zafałdowania skrzydła odwróconego w fałdzie Siedlęcina oraz skomplikowanej choć niew ielkiej struktury Goduszyna. Na przesz
kodzie w powiązaniu tych jednostek z jednostkami centralnej partii ob
szaru izerskiego stoi szerokie rozprzestrzenienie młodszego od tych struk
tur granitu rumburskiego i słabe odsłonięcie terenu. Jest m ożliwe, że jed
nostki obu tych obszarów nie łączyły się z sobą przed powstaniem tego granitu. W skazuje na to znaczny zasięg skrzydeł normalnych w tej oko
licy.
— 381 —
Na uw agę zasługuje fakt, że wschodni odcinek pasma łupkowego Sta
rej Kam ienicy należy niem al w yłącznie do skrzydeł norm alnych w prze
ciw ieństw ie do okolic Czerniawy i Świeradowa, gdzie w tym samym paśmie łupkowym przeważają skrzydła odwrócone. Na wschodnim odcin
ku skrzydło odwrócone pojawiło się na powierzchni na południe od pasma łupkowego w gnejsach okolic Małej Kam ienicy (fałd Małej Kamienicy).
Na zachodzie w profilu N ysy Łużyckiej jedynie na południow y zachód od Działoszyna znajduje się wąski pas skrzydła odwróconego fałdu Dzia
łoszyna. Fałd ten nasunięty jest na jednostkę Zatonia. Bliższem u poznaniu jednostek tektonicznych tego terenu stoi na przeszkodzie szerokie roz
przestrzenienie produktywnej formacji trzeciorzędowej okolic Bogatyni.
S t a n o w i s k o p a s m ł u p k o w y c h
Jak wyżej podkreślono', pasma łupkowe b yły dawniej podstawą do podziału krystaliniku izerskiego na jednostki geologiczne. Badania prze
strzennej orientacji lineacji BeA dostarczają m ateriału do wniosku, że pasma łupkowe same nie stanowią oddzielnych jednostek tektonicznych i nie oddzielają od siebie jednostek zbudowanych z gnejsów i granitów.
W ystępują one na skrzydłach normalnych w iększych fałdów BivA (wschodni odcinek pasma łupkowego Starej Kam ienicy, znaczna część pasma łupkowego Szklarskiej Poręby oraz całe pasmo Złotnik Lubań- skich). W obrębie zachodniej części pasma łupkowego Starej Kam ienicy przeważają skrzydła odwrócone.
Wobec takiego w yniku badań z dużym prawdopodobieństwem m ożem y wysunąć wniosek, że oddzielne w intersekcji pasma łupkowe stanowią, jeden nie zgranityzowany przed ruchami m łodoassyntyjskim i zachowa
ny wśród gnejsów elem ent łupkowy rozbity dopiero w czasie ruchów m łodoassyntyjskich na kilka elem entów, z których 3— 4 1 znam y na po
wierzchni, biorący udział w budowie różnych fałdów B fvA. W niektórych fałdach dostatecznie silnie elew owanych został on nadcięty przez erozję.
W innych fałdach m oże on być położony poniżej lub pow yżej dzisiejszego poziomu intersekcyjnego.
Dotychczas poszczególne pasma łupkowe nie b yły łączone z sobą;
jedynie w pracy J. O b e r c a (1961, fig. 3, str. 161) łączone jest pasmo Starej Kam ienicy z pasmem Szklarskiej Poręby.
Tak regularny przebieg poszczególnych pasm łupkowych w intersekcji nałożonych fałdów BfyA rzuca św iatło na tektonikę przebudowanych struktur staroassyntyjskich. Dowodzi to, że przebudowana struktura miała charakter bardzo regularny dużych fałdów leżących, których powierz
chnie osiow e b yły zbliżone do poziomu (J. O b e r c , 1961, str. 157, 158).
STOSUNEK GRANITÓW DO SKAŁ NIEZHOMOGENIZOWANYCH Granit rumburski i leukogranit izerski rozwija się kosztem skał nie zhomogenizowanych, głów nie gnejsów, a także skał serii łupkowej. Do
wodzą tego liczne enklaw y tych skał w obrębie skał granitowych oraz ścinanie powierzchni foliacji tych skał przez granit. Dla określenia w ieku tego zjawiska należy rozpatrzyć stosunek granitów do fałdów BfyA. Łatwo stwierdzić brak cech tektoniki intruzyjnej w skałach ościennych grani
tów. Granity wżerają się różnej w ielkości zatokami w obręb skał ościen
1 C zw arte p asm o m ogą rep rezen tow a ć fra g m e n ta ry c z n ie za c h o w a n e łu p k i i a m - fib o lity w ok olicy P ob ied n ej i M roczkow ic.
— 383 —
nych. Elem enty tektoniczne skał tworzących enklaw y w obu granitach, tj. foliacja i lineacja, są zorientowane analogicznie jak w tych skałach, gdzie tworzą one w iększe masy. Bardziej stałe są kierunki foliacji w en
klawach, gdyż orientacja tych powierzchni w ykazuje m niejszy rozrzut.
W iększy jest rozrzut lineacji B eA w enklawach, jak zresztą jest on w iększy w dużych jednostkach zbudowanych ze skał nie zhomogenizowanych. Są w nich reprezentowane w szystkie zasadnicze kierunki lineacji BeA, które się stwierdza w obrębie łupków i gnejsów. Orientacja B -lineaeji w en
klawach zawsze nawiązuje do blisko położonych w iększych mas skał przedgranitowych. Wobec tego enklaw y te m usim y uznać za autochto
niczne, czyli szkieletowe.
N ależy też zwrócić uwagę, że granity izerskie nie są w zasadzie zde
form owane. Słabo zaznaczające się w nich niekiedy struktury płasko- rów noległe (planarne) są dowodem stanu nie osiągniętej jeszcze gruntow
nej homogenizacji. Pogranitowe ruchy nie m iały więc charakteru fałdo
w ego i nie w ytw orzyły w zasadzie tektonitów. Tego rodzaju zachowanie się struktur m ezoskopowych przy poprzednim wniosku co do charakteru makroskopowych struktur staroassyntyjskich dowodzą, że granity przed- w aryscyjskie w Górach Izerskich rozwinęły się po ustaniu kompresji m łodoassyntyjskiej. Mają one charakter autochtoniczny. W czasie ordo- wiku były już erodowane, czego dowodzą cytow ane już w yn ik i J. C h a - l o u p s k i e g o (1963, str. 152).
K a t e d r a Ge ol o gii F i z y cz n e j U n i w e r s y t e t u W r o c ł a w s k i e g o p a ź d z i e r n i k 1966
W Y K A Z L IT E R A T U R Y REFERENCES
C h a l o u p s k y J. (1963), K on g lo m era ty v k rk o n o śsk em k r y s ta lin ik u (Die K o n g lo - m er a te im K rista llin von K rk o n o se (R iesengebirge). S bo r n. Us t f . Us t. Geol. sv. 28,
p. 143— 190.
K o z ł o w k a - K o c h M. (1960), S o m e N e w P etro lo g ic O b servation s C on serning th e Iser G ra n ite -g n e isse s of W est S u d eten . Bull . Ac a d . Pol. Sc. Ser. sc. geol.
g eogr. 8, No. 3 p. 181— 190.
O b e r c J. (1958), Izerska seria su p rak ru staln a. Pr z. geol. nr 8/9.
O b e r c J. (1961), A n o u tlin e of th e g eo lo g y of th e K ark on o sze — Izera B lock . Z. nauk. U n i w . Wrocl ., 8, p. 138— 170.
O b e r c J. (1965a), P o stęp y g eo lo g ii prekam bru na D o ln y m Śląsk u . P ro g ress in th e P re-C a m b ria n geolo gy of L o w er S ilesia . Pr z . geol. nr 7, p. 298— 304.
O b e r c J. (1965b), S ta n o w isk o tek to n ic z n e gran itu K ark on oszy (T he tec to n ic po
sitio n of th e K ark on osze granite). Biul. I ns t. Geol. 191, p. 68v—109.
O b e r c J. (1966a), G órotw ór s ta r o a ssy n ty jsk i na D o ln ym Ś lą sk u (T h e e a r ly -a s s y n - tic o rogen e in L ow er S ilesia). Z g eologii Z ie m Z achodnich, P W N W rocław , p. 57— 83.
O b e r c J. (1966b), G eologia k r y sta lin ik u W zgórz S tr ze liń sk ic h (G eology of K r y - sta llin e rocks of th e W zgórza S tr ze liń sk ie H ills. L o w er S ilesia ). S t u d i a geol.
poi. 20, p. 1— 187'.
S z a ł a m a c h o w i e J .,M . (1966), O str e fie d yslok a cy jn ej R ozdroża Izersk iego w G órach Izersk ich (D islocatio n izone of Rozdroże Izersk ie in th e Izersk ie M ountain s. K w a r t . geol. 10, z. 3, p. 666— 688.
T e i s s e y r e H . , S m u l i k o w s k i K., O b e r c J. (1957), R egion aln a g eolog ia P o lsk i, 3. S u d ety. Pol. T o w . Geol. , K rak ów .
W części graficzn ej w y k o rz y sta n o p race m a g ister sk ie w y k o n a n e pod k ieru n k iem autora, a zn a jd u ją ce s ię w a r ch iw u m K ated ry G eolo g ii F izyczn ej U n iw e r s y te tu W rocław sk iego.
D z i e d z i с M. (1962), Z d jęcie geologiczn e ok o lic Starej K a m ien icy.
D z i o b a T. (1962), Z d jęcie g eo lo g iczn e okolic P rzeczn icy w p a śm ie łu p k ó w ły sz c z y k o w y c h Starej K a m ien icy.
K o ś c i e l n y Z. (1Э63), Z d jęcie g eo lo g iczn e ok olicy W ojcieszyc.
K o t o w s k i J. (1963), Z d jęcie geologiczn e okolic B arcinka.
M a k s y m o w i c z A. (1964), Z d jęcie geologiczn e okolic L eśnej.
M r o c z k o w s k i J. (1960), Z d jęcie ge o lo g ic zn e strefy łu p k ó w ły sz c z y k o w y c h w ok o licy S zk larsk iej P oręb y .
O b e r с T. (1963), Z d jęcie g eo lo g iczn e SW części arkusza L ubom ierz.
R o s p o n d J. (1963), Z d jęcie g eo lo g iczn e o k o lic na zachód od L ilch o w ic.
S a h a n b i ń s k i M. (1962), Z d jęcie g eo lo g iczn e okolic Ś w ie r a d o w a Zdroju,
oraz G eo lo g isch e K a rtę v o n F r e u ssen 1 : 25.000, B latt: A lt K em nitz, B ad W arm brunn, F lin sb er g — S trick en h a u ser, F ried eb erg am Q uaiss, G reiffen b erg , H irsch b erg , H irsch feld e, M arklissa, O stritz, S ch reib erh au — S ch n eeg ru b en b a u d e, W ig a n d sth a l- T a felfich te.
SUMMARY
The Pre-Cambrian Izera Mts crystalline m assif situated, in the western Sudetes consists of: the Izera Mts gneisses formed by graniti- sation of schists (J. O b e r c 1958, p. 389; M. K o z ł o w s k a - K o c h 1960, p. 190), the Rumburk granite formed m ainly by recrystallization of gneisses (J. O b e r c 1961, p. 148), and of leucogranites which are also products of secondary m odifications of gneisses (K. S m u l i k o w s k i in: H. T e i s s e y r e , K. S m u l i k o w s k i and J. O b e r c
1957, pp. 249, 250). According to the present w riter th ese m odifications resulted from repeated recrystallization and locally from pegm atitization.
The schist series is preserved in the form of three schist belts striking east-west: the southern Szklarska Poręba belt, the middle Stara Kam ie
nica belt, and the northern Złotniki Lubańskie belt.
F o l i a t i o n p l a n e s
The foliation planes (Fig. 1, 4) parallel to th e original bedding are striking NW-SE. Steep or medium dips are directed towards NE and SW.
Foliation planes are striking east-w est in the w estern part of th e Stara Kamienica schist belt, in the Złotniki Lubańskie belt and in the Leśna area, w hile north-south strikes are present south-east of Bogatynia.
Early Assynthian B -lineation (BeA)
The Early Assynthian lineation (general notation: B eA) is denoted as follows: lineation of grains in the micaschists — B leA, in the gneisses — В 2е л , axes of mesoscopic folds in schists and gneisses — BfeA. These types of lineation are parallel. Fig. 2 shows a great dispersion of directions and magnitude of pitch of the BeA lineation, exceeding m arkedly that of the foliation. This indicates strong rem odelling of the Early Assynthian structure. The cartographic presentation of this lineation (Fig. 5) shows a pattern in its distribution. Directions of the BeA lineation form alter
nating belts extending in the east-w est direction. In one group of belts the pitch is directed towards NW and rarely towards SE, w hile in the second group the pitch is directed towards NE or SW. This distribution of the В p. A lineation is regarded by the author as resulting a rem odelling
— 385 —
of this part of the branch of the — Orlickie Mts. Izera Mts. Early A ssyn- thian orogen in w hich a SE-NW direction of the B-lineation is typical.
Large recumbent folds w ere striking SE-NW in the Izera Mts and had a south — w estern vergency. The remodelling of the structure of the area took place during Late Assynthian folding w ith stress directed south, according to the rules presented in Fig. 3a, b, c. The BeA lineation was reoriented in the n ew ly formed Late Assynthian macroscopic structu
res BfyA'
The limbs of these superposed folds correspond w ith the new orientation of the BeA lineation.
NW pitch indicates normal northern lim bs of large folds or southern overturned limbs of secondary folds within the overturned limbs of larger recumbent folds
NE pitch indicates overturned limbs SE pitch indicates normal southern limbs
SW pitch indicates southern lim bs of secondary folds w ithin the overturned limb
E pitch marks the hinge zones of anticlines and synclines
W pitch indicates the hinge zones of secondary inclined folds in the overturned lim bs of larger recumbent folds.
A map of the Late Assynthian structure of the Izera Mts w as obtained by drawning boundaries betw een zones w ith different orientation o f the BeA lineation. Blank areas on the map are caused by lack of outcrops, by masking by younger series and fin ally by bodies of pre-Variscan granites formed by recrystallization. The recrystallization processes younger than the formation of the east-w est folds BfyA obliterated large fragm ents of these structures. Only the orientation of foliation planes and of the BeA lineation in enclaves autochtonous or skeletal of tectonites w ithin these granites helps in the reconstruction of the Late Assynthian structure in these places.
Tectonic units of the Izera Mts crystalline m assif
The schist belts stretching among the gneisses w ere used hitherto for th e division of the Izera Mts area into tectonic units (J. O b e r c 1961, pp. 155— 157, 1965, p. 82). P resently the direction of pitch of the B eA lineation formed during Late A ssynthian folding is used as the principal criterion. The m ajority of Late Assynthian folds BfyA consists of a normal northern limb in which the BeA lineation pitches north-west, and in the Bogatynia area north, and of an overturned southern limb, in w hich the lineation pitches north-east, east or south-west. Normal or asym m etric BiyA folds have in their southern w ings south-east pitch of the BeA lineation.
The sym bols of tectonic units (Fig. 5) are placed on the map near the intersection lines of the thrust planes dipping north, along which the rocks w ere thrust southward.
Large areas belonging to overturned lim bs of folds are present betw een Mirsk, Chmieleń and Stara Kamieoica. They include the Leśna fold w ith a strongly reduced southern limb, the Św iecie fold with a broad overturned limb, the Mirsk fold and the Mroczkowice fold. Also in the Wysoka Kopa unit the overturned lim b has a great extent. The Wysoka Kopa unit pluges under the Rozdroże Izerskie overthrust which is directed north and extends as far as Kopaniec. The basal part of the
series thrust over is represented by quartz rocks studied recently by J. and M. S z a ł a m a c h a (1966). The higher parts of the Rozdroże Izerskie unit comprise the eastern portion of the W ysoki Grzbiet range.
Overturned lim bs permit there the determination of three folds viz. the Zwalisko fold, the Wrześnica fold and the Piastowo fold. The folds of the north-eastern part of the Izera Mts m assif comprise a group of folds w ith preserved overturned lim bs in the Pilchowice area, and the Jelenia Góra scale, the Perła Zachodu scale and the Barcinek scale. It is not possible to connect these folds w ith th e folds of the central area.
Possibly the connection did not exist even before the formation of the Rumburk granite.
The eastern part of the Stara Kamienica schist belt belongs to a nor
m al limb, w hile in the w estern part of this schist belt overturned limb are predominating in th e area of Świeradów and Pobiedna.
In the profile of the Nysa Łużycka river the Działoszyn fold thrust over the Zatonie fold w ere determined. Continental Miocene deposits are masking the structure betw een the latter and the Jasna Góra fold.
The boundaries of the established tectonic units are extending in the east-w est direction and they seem to cross obliquely the foliation planes, especially in the gneisses.
T h e p o s i t i o n o f t h e s c h i s t b e l t s
The schist belts extending in the east-w est direction occur in the normal limbs of folds (the Złotniki Lubańskie belt, the eastern part of the Stara Kamienica belt, and the major part of the Szklarska Poręba belt). Only the w estern part of the Stara Kamienica belt is strongly folded and forms predom inantly an overturned limb.
The individual belts formed on e macroscopic non-granitized relict after the Early-Assynthian folding. During the Late Assynthian folding th is relict w as disrupted and included into a number of folds. The occurrences of the schist series at Pobiedna and M roczkowice form possibly its fragments. The regular course of the shist belts over large areas indicate that the Early Assynthian structure of the area of the Izera Mts consisted of regular recumbent folds. The east-w est extension of the schist belts and the northern dips of foliation surfaces in the Late A ssynthian structure indicate, that the stress in this folding w as directed southward (J. O b e r c 1961, p. 157, 158).
T h e r e l a t i o n o f t h e g r a n i t e s t o t h e n o n - h o m o - g e n i z e d r o c k s
The autochtonous Rumburk granite and the leucogranite are pene
trating the fold structures of the BfvA system.
The granites contain enclaves of the Izera Mts tectonites in w hich the foliation and the B eA lineation have the same orientation as in the nearest larger m asses of gneisses and schists. Therefore these enclaves are autochtonous or skeletal enclaves w hich m ay be utilized for the re
construction of pregranitization tectonic structures. The granites of the Izera Mts area are not deformed in general. The presence of poorly marked parallel planes textures indicate that the hom ogenization is im perfect. Tectonic m ovem ents later that the granites did not produce appreciable amounts of tectonites.
D e p a r t m e n t o f P h y s i c a l G e o l o g y t r a n s l a t e d
U n i v e r s i t y of W r o c ł a w b y R. U nr u g
